Aprendiendo meteorología

Extensión y composición de la atmósferaLa atmósfera es la capa gaseosa que rodea la Tierra atrapada por ésta bajo la acción de la gravedad.Esta capa gaseosa presenta un máximo de densidad en la proximidad de la superficie de la Tierra y gradualmente se vuelve menos densa conforme remontamos en altura hasta que termina siendo indistinguible del gas interplanetario según se muestra en la figura.

El 90% de su masa total se encuentra confinada en los primeros 20 km y a 100 km de altura la presión ya ha descendido a un orden de 10-3 mb partiendo en la superficie con una presión media de 1020 mb.

En función de la variación con la altura de su temperatura media la atmósfera suele dividirse en cuatro regiones o capas diferenciadas:

  • La Troposfera es la capa más próxima a la superficie de la Tierra y tiene una extensión del orden de 10 km. En esta capa la temperatura media desciende uniformemente con la altura y es en ella donde se producen los fenómenos físicos más ligados con lo que denominamos el "tiempo atmosférico".
  • La Estratosfera es la siguiente región atmosférica tras la Troposfera, su altura va desde los 10 km hasta cerca de los 100 km. En esta región el perfil térmico medio aumenta con la altura debido a las reacciones fotoquímicas de producción del ozono a partir del oxígeno y la radiación ultravioleta proveniente del sol.
  • La Mesosfera y la Termosfera son las capas más exteriores de la atmósfera. La temperatura disminuye con la altura en la primera y aumenta en la segunda aunque este aumento esté ligado puramente a la acción de la radiación solar sobre los sensores térmicos.

Desde el punto de vista de su composición de la Atmósfera está en un 99 % formada por una mezcla de oxígeno y nitrógeno molecular siendo el resto casi en su totalidad argón y dióxido de carbono.

Circulación atmosféricaLa Tierra es un cuerpo que está en equilibrio radiante entre la radiación solar incidente, la reflejada y la emitida. La atmósfera puede considerarse como una máquina térmica con la fuente de calor en la zona ecuatorial donde hay un superávit neto de energía y un sumidero en las regiones polares que tienen un déficit neto de energía. Una función de la atmósfera es transformar la energía potencial de la diferencia de calor entre los trópicos y polos en energía cinética de movimiento que transporta el calor entre estos.

Si la Tierra no girara, el aire caliente del ecuador ascendería por convección y se movería hacia los polos donde de enfriaría y tras hundirse regresaría como viento de superficie dejando parte de su energía cinética y el resto de su calor en la fricción con el suelo. Como la Tierra gira alrededor de un eje que pasa por los polos estas células de convección generadas en el ecuador (Celdas de Hadley) son deformadas por la acción de las fuerzas de Coriolis que modifican su trayectoria hasta la derecha en el hemisferio norte de forma que el flujo hacia los polos gira hacia el este y el de regreso hacia el oeste.

Funcionamiento de la circulación:

El resultado de la acción de la fuerza de Coriolis sobre estas celdas de Hadley es que la celda circulatoria se fracciona en una serie de circulaciones de carácter más zonal que meridiana (alrededor de la tierra más que a lo largo de sus meridianos), de forma que solo un décima parte de este movimiento se proyecta en la dirección ecuador-polos.

Funcionamiento de la circulaciónEn la zona ecuatorial el aire que asciende se enfría dando lugar a la condensación y precipitación típica de las zonas de selva tropical. En las zonas de descendencia del aire, éste se calienta y su humedad relativa disminuye produciéndose sequía y "buen tiempo" con falta de precipitación. Este hundimiento o subsidencia se produce en torno a los 30º de latitud asociándose con las regiones desérticas de la Tierra y la posición media de los grandes sistemas anticiclónicos semipermanentes como son por ejemplo el del Pacífico y el de las Azores.

Para conservar el momento de su cantidad de movimiento (con respecto al eje terrestre), el aire en movimiento gana velocidad en su subida de latitud o la pierde con su bajada. Esto da lugar a una concentración de altas velocidades en las zonas de contacto de las grandes células circulatorias, lo que origina las corrientes de chorro (jet streams). El jet stream polar no permanece fijo sino que meandrea causando perturbaciones en la posición del frente polar donde se encuentra el aire frío del polo con los aires más calientes de los trópicos. Esta interacción entre el jet y el frente polar da lugar a la formación de los sistemas frontales de depresiones que son la causa más fuerte de modificación del tiempo atmosférico de las latitudes medias.

Estas son las áreas fluctuantes de baja presión (depresiones o ciclones) que con sus frentes son responsables de la variación del estado atmosférico en las altitudes medias. Los sistemas de baja presión están relacionados con la perturbación del jet stream polar y se organizan a lo largo de las superficies frontales que separan las masas de aire con diferentes características de humedad y temperatura. La formación de un centro de baja presión va acompañado de la formación de una onda en el frente, que consiste en un frente frío y un frente cálido ambos dos moviéndose alrededor de una zona depresionaria en el sentido contrario a las agujas del reloj en el hemisferio norte. El ciclo de formación y disipación de una depresión frontal está representado en la figura adjunta.

Ciclones y Anticiclones

  • El frente frío es la zona de transición entre el aire caliente y el aire frío, con el aire frío moviéndose sobre la superficie previamente ocupada por el aire caliente al que empuja hacia arriba. La pendiente de la discontinuidad es de 1/50 a 1/150.
  • El frente cálido separa aire caliente que avanza sobre aire frío que retrocede, su pendiente es de 1/100 a 1/300, o más, debido a los efectos de fricción en la cola del frente. Esto da lugar a que aire caliente "se monte" o ascienda por encima del frío.

El viento es aire en movimiento y aunque en general su movimiento es tridimensional, normalmente sólo se considera la velocidad y dirección de la componente horizontal. En el análisis del viento se suelen considerar diferentes escalas tal y como se sumariza en la tabla.

Escala de longitud

Dimensiones (km)

Ejemplos

Planetaria

±5.000

Celda de Hadley

Sinoptica

±1.000

Ciclones de media latitud

Mesoescala

±75

Tormentas y Brisas

Escala pequeña

<5

Turbulencias

Cada escala presenta unos procesos atmosféricos propios e identificables y en general una actividad vigorosa en una escala superior anula la actividad de las escalas inferiores.

Viento

Variación del perfil vertical del viento:
En primera aproximación el aire presenta un movimiento en el que se equilibra la acción de la diferencia de presiones junto con la fuerza de Coriolis. Este equilibrio geostrófico supone que el aire se mueve paralelamente a las líneas isobaras dejando en el hemisferio norte las zonas de alta presión a la derecha de su dirección de avance. Cerca de la superficie este equilibrio se descompensa debido a la fricción del suelo por lo que éste se reajusta con el resultado de una disminución en el módulo de la velocidad del viento y una variación de la dirección que hace que el viento corte las superficies isobáricas introduciéndose en las zonas de más baja presión. El efecto de la fricción del relieve no sólo depende de éste si no también del tipo de tiempo característico de cada momento.

En las situaciones de viento moderado bajo cubierta nubosa no muy extensa la velocidad del aire aumenta desde cero en el nivel del suelo hasta su valor geostrófico a una altura de 300-500 m girando con la altura en sentido de las agujas del reloj. En verano durante el mediodía cuando la intensidad solar es máxima la fricción del suelo se deja sentir hasta una altura considerable (1000-2000 m ) intensificada por las corrientes convectivas que hacen ascender el aire desde el suelo. Por esta misma razón la velocidad media del viento es casi constante en los primeros 1000 m de la atmósfera sin que se noten efectos de cambio en la dirección con la altura. Durante la noche, especialmente si ésta es despejada, el viento en la parte más baja de la atmósfera es casi nulo y sólo se acelera por efecto gravitacional fluyendo hacia las hondonadas del relieve en lo que se conoce como vientos de derrame.

Efectos Urbanos:

La presencia de ciudades cambian respecto a su entorno el balance energético.Las razones de este cambio son :

  1. La presencia de industrias y calefacciones.
  2. La áreas de cemento, ladrillo y asfalto que absorben el calor durante el día y lo sueltan durante la noche.
  3. La capa de contaminantes que actúan como reflectora de radiación infrarroja.

Este conjunto de modificaciones supone la aparición de lo que se conoce como "isla de calor" que es capaz de generar de manera propia una circulación convectiva caracterizada por vientos débiles que penetran en el interior de la ciudad y son capaces de modificar el régimen pluviométrico medio de la región en la que se sitúa la ciudad.p>

Efecto Isla de calor, Ta > Tb - Ampliar imagen
Efecto "Isla de calor"

Vientos de Ladera y Valle:

El calentamiento o enfriamiento de las laderas de los montes causa pequeñas modificaciones de la densidad y la presión cuyo resultado es la aparición de circulaciones locales que son más intensas conforme los regímenes de vientos generales son más débiles.

Básicamente estos vientos durante la noche suponen un descenso de aire frío por las laderas de las montañas (vientos katabáticos). Durante el día el aire más ligero relacionado con el calentamiento intenso de las laderas soleadas asciende por éstas en lo que se denomina vientos anabáticos. Ambos vientos (kabáticos y anabáticos) suponen un círculo de recirculación propio de las regiones montañosas.

Vientos anabáticos - Ampliar imagenVientos katabáticos - Ampliar imagen

Brisas de Mar y Tierra:

En días soleados con cielo claro y vientos regionales débiles el calentamiento de la tierra adyacente al mar es mucho más rápido que el del agua. Este proceso diferencial, da lugar a la aparición de una diferencia de temperatura mar-tierra que genera una circulación local de aire que penetra en la costa procedente del mar.

De manera contraria, durante la noche el enfriamiento rápido de la superficie de la tierra frente a un más lento o casi nulo enfriamiento del agua del mar, supone una reversión en los vientos con flujos netos de aire que procedentes de la tierra se introducen en el mar.

Mar / Tierra - Ampliar imagenMar / Tierra - Ampliar imagen

El Perfil Vertical de la Atmósfera

El ciclo diario del calentamiento y enfriamiento del suelo bajo la acción de la radiación del sol, así como la mezcla de masas de aire de procedencia diferente tiene como consecuencia la modificación del valor de la temperatura del aire en función de la altura. Esta modificación repercute en la habilidad de la atmósfera en iniciar o inhibir los movimientos verticales del aire.

De manera general diremos que una atmósfera estable es aquella que inhibe los movimientos verticales mientras que una atmósfera inestable los amplifica. Una atmósfera se denomina neutra cuando es indiferente a estos movimientos.


Estabilidad vertical:

La relación entre el perfil adiabático y el real de la atmósfera determina lo que se conoce como estabilidad vertical. En el desplazamiento adiabático seco de una burbuja de aire que sube o baja de altura se produce un enfriamiento o calentamiento de unos 10ºC por kilometro. Se producen tres tipos de niveles: Estable, Neutro e Inestable.

Figura ESTABLE(a) - Ampliar imagen
Figura ESTABLE(a)
Figura INESTABLE(b) - Ampliar imagen
Figura INESTABLE(b)

Consideremos las figuras : las líneas sólidas representan el perfil real de temperatura en la atmósfera y las lineas de trazos el de la temperatura que seguiría en sus desplazamientos verticales una burbuja situada previamente en A (perfil adiabático seco).

En el caso (a) si la burbuja de aire asciende su temperatura terminaría siendo menor que la de su entorno y por tanto se hundiría de nuevo hacia A por ser más densa que aquel. En este mismo caso si la burbuja descendiese su temperatura sería más alta que la de su entorno y tendería por tanto a recuperar su posición A al poseer una densidad menor que el aire circundante. Estamos entonces frente a un perfil vertical ESTABLE en el que se tiende a inhibir los movimientos verticales del aire.

Si en un perfil estable la temperatura del aire ascendiera con la altura diremos que nos encontramos ante una inversión térmica. En el caso (b), siguiendo los mismos razonamientos anteriormente empleados observamos que el resultado es una amplificación de los movimientos verticales de la burbuja por encontrarse ésta más ligera (arriba) y más densa (abajo) que el aire que le circunda. Estamos entonces ante una situación INESTABLE. Las condiciones de fuerte inestabilidad son las causantes de fuertes ráfagas ascendentes de aire en las que condensa el vapor de agua dando lugar a la formación de gotas de agua que pueden alcanzar un tamaño tal que terminan por precipitar.

Si el perfil real de la atmósfera coincide con la variación adiabática de temperatura diremos que estamos ante un perfil NEUTRO.

Procesos Adiabáticos:

Los movimientos verticales del aire están condicionados a su flotabilidad, la flotabilidad de una burbuja de aire depende de su densidad relativa respecto a la del entorno que la rodea. Aunque la densidad del aire es casi constante, su densidad relativa varía fuertemente en función de su temperatura de forma que al aire más frío le corresponde mayor densidad relativa y por tanto una tendencia al hundimiento siendo todo lo contrario lo que sucede con el aire caliente.

Una burbuja de aire desplazada verticalmente experimenta cambios rápidos de presión; como respuesta a los cuales el volumen y/o su temperatura deben cambiar a su vez. Suponiendo que el intercambio de calor de dicha burbuja con su entorno vía conducción o radiación es suficientemente lento, tal y como en realidad ocurre, sus cambios de temperatura se deben casi exclusivamente a sus cambios de volumen.

Teóricamente, el proceso ideal durante el cual no hay absolutamente ningún intercambio de calor con el medio circundante se llama proceso adiabático. Como el aire contiene normalmente agua, y los cambios de fase de ésta implican intercambios de calor latente, distinguiremos entre dos tipos de procesos adiabáticos :

  1. Adiabático seco: Durante el que no hay cambios de fase en el agua.
  2. Adiabático húmedo: Con cambios de fase en el agua.

Durante un proceso adiabático húmedo, los cambios de fase de una burbuja que cambia de presión causan la conversión de calor latente a calor sensible y viceversa. Esto es, cuando ocurre condensación el calor latente desprendido calienta la burbuja y hace subir su temperatura, con lo que el descenso no es tan rápido como en un proceso adiabático seco. Cuando ocurre evaporación, el calor latente enfría la burbuja más rápidamente que en el caso seco. El valor de subida o bajada de la temperatura en los procesos adiabáticos húmedos está condicionado a la presencia de agua sin condensar o evaporar por lo que no dependen sólo de la altura como es el caso de los secos.

Definiremos como turbulencia las variaciones caóticas observadas en los valores de las magnitudes termodinámicas medidas de forma instantánea en el seno de la atmósfera. Este último concepto es de suma importancia a la hora de discutir cualquier proceso atmosférico. Cuando se mencione la velocidad, dirección del viento, temperatura, etc... no puede dejarse de entender que esta medida es un promedio temporal de las mismas propiedades.

La turbulencia puede considerarse como la fluctuación al azar sobrepuesta a los valores medios de una magnitud termodinámica medida en la atmósfera, como se puede apreciar en la figura 1.

Figura 1 - Ampliar imagen
Figura 1
Figura 2 - Ampliar imagen
Figura 2

Existen varias teorías sobre el origen de la turbulencia, la teoría de la estabilidad de los flujos laminares parece ser la más aceptada. El movimiento de un fluido puede satisfacer todas las ecuaciones del movimiento y, sin embargo, ser inestable, esto es, las características del flujo experimentan cambios irreversibles cuando se introduce una perturbación. Un flujo laminar puede pasar a turbulento como se indica en la figura 2. En estas dos capas paralelas y uniformes de un fluido (sin fricción mutua) estos se mueven a diferentes velocidades (a). Si se introduce una perturbación en la zona de contacto (b), la presión en el punto a, Pa, aumenta al disminuir la velocidad en este punto mientras que Pb disminuye al acelerarse el fluido en el punto b. El resultado es que la diferencia de presiones produce una fuerza neta que empuja al fluido en la zona de contacto hacia el punto b. Esto acentúa aún más la perturbación de la zona de contacto, se inicia la formación de torbellinos y la perturbación se termina propagando a todo el fluido dando lugar a la creación de un flujo turbulento. La turbulencia de un fluido puede visualizarse como un conjunto de torbellinos de diferente escala que se superponen al flujo medio. Los torbellinos de mayor escala se fraccionan en torbellinos de menor escala transfiriendo energía de las fluctuaciones de gran escala a las de menor escala en un proceso de cascada energética que termina en los choques moleculares. Una de las consecuencias más importantes de la existencia de la turbulencia es el hecho de que la intensidad física de cualquier elemento de volumen en la atmósfera se pierde a lo largo de un cierto tiempo lo que añade una dificultad intrínseca a la realización de previsión meteorológica más allá de una cierta escala temporal. Por otro lado la turbulencia es la causa que determina la dispersión de contaminantes en el seno de la atmósfera.


Dispersión Turbulenta:

Si consideramos una bolsa de contaminación emitida a la atmósfera el efecto de la turbulencia se manifiesta de la forma siguiente: los torbellinos o fluctuaciones turbulentas de escala más grandes que la bolsa de contaminación la empuja, trasladan o sacuden al azar. Los torbellinos de escala similar a la bolsa la estiran, la deforman y terminan por fraccionarla en bolsas irregulares más pequeñas; éstas a su vez caen bajo la acción de los torbellinos de escala más pequeña que ya les desgajan en sus límites y así sucesivamente hasta que la acción de la difusión molecular terminan el proceso. Al mismo tiempo el tamaño general de la nube de gas crece durante este fraccionamiento y pasa a caer bajo la acción turbulenta de escalas mayores. El efecto final es la dispersión de la contaminación inicialmente concentrada en la bolsa de aire. Usualmente este efecto turbulento se caracteriza físicamente mediante lo que se conoce como teorías en K donde este parámetro determina la relación entre turbulencia y las magnitudes termodinámicas medias de la atmósfera.

Los resultados de estos modelos físicos de la turbulencia ponen en evidencia que el grado de estabilidad de la atmósfera es el condicionante básico de la forma de dispersión. Así para el penacho de contaminación de una chimenea tendremos que (figura adjunta):

Estable - Perfil térmico atmósfera -
Si el perfil térmico de la atmósfera es estable el penacho de contaminación dispersa lentamente en forma "tubular"
Neutro - Perfil térmico atmósfera - Cónico
Si el perfil térmico es neutro el penacho dispersa en forma "cónica".
Inestable -  Perfil térmico atmósfera - Serpenteante
Si el perfil térmico es inestable el penacho dispersa en forma "serpenteante".